3.1 irudia.

Narrasdura-mantu (nappe) terminoa frantzesetik dator eta hasiera batean “nappe de recouvrement” (Schardt, 1893) edo “nappe de charriage” (Bertrand, 1898) gisa erabili zen. Alpeetako mendebaldeko xafla-aloktono handiak deskribatzeko sortu zen eta, ondoren, hizkuntza guztietara barreiatu da.

Toles-mantuak eta zamalkadura-mantuak, beraz, narrasdura-mantuen muturreko bi egoerak dira. Bitarteko egiturak ere oso arruntak dira. Kasu hauetan, toles-mantu gisa abiatzen den egituraren alderanztutako alpea esfortzu-maila batetik gora apurtu egiten da angelu txixiko faila-plano baten zehar (3.2 ird.), eta ondoren failaren gainetik gelditututako tolesaren zatiak hainbat kilometrotako desplazamendua jasan dezake.

3.2 irudia. Zamalkadura-mantu baten hastapena adieraz dezakeen egituraren argazkia. Tolesaren alpe alderanztua angelu txiko alderantzizko faila baten bitartez apurtu egiten da eta gaineko blokea kilometrotan zehar desplazatua izan daiteke.

Narrasdura-mantuak kolisio prozesu batean gertatzen dira, konpresioaren ondorioz baino ezin dira garatu eta kontinente-lurrazala loditzeko prozesu eraginkorrenak dira. Orogeno guztietan identifikatzen dira mota bateko edo besteko narrasdura-mantuak.

Mantuaren mugimendua eragiten duen zamalkadura-failaren azalera izendatzeko decollement-planoa edo zamalkadura-oina (sole-fault) terminoak erabiltzen dira. Zamalkadura-mantua sarritan sortu den sustratotik guztiz bereizita agertzen da, sustrai-eremua narrasdura-mantua abiatu deneko deformazio handiko lurraldea izango litzatekelarik. Mantu baten sustrai-eremua ezagutzen ez denean, sustrairik gabeko mantua dela esan ohi da. Narrasdura-mantuetan basamentua inplikatuta egon ohi da, basamentuaren arroka kristalinoek tolesdura eta desplazamendua pairatzen dute eta oso lodiera handiko mantuak eratzen dituzte.

Narrasdura-mantuak Alpeetan definitu ziren XIX mendearen bukaeran (3.3 ird.) eta bertan ikertu dira zehaztasun handienarekin. 1980-ko hamarkadaraino eztabaida bizia suertatu zen Alpeetako narrasdura-mantuak sortarazi dituen mekanismoen inguruan. Egun, aldiz, onartzen da konpresio-esfortzuen eraginpean dagoen zutabe geologiko zabal bateko materialen laburdura eta garraioa berma dezaketen mekanismoak ugari direla.

3.3 irudia. Alpeetako barne eremu kristalinoan zehar burututako zehar-ebaki klasikoenetakoa. Nabarmena da narrasdura-mantuen, kasu honetan hiru toles-mantuen, gainezartzea. Solby (1989)-tik hartuta.

Afrika eta Eurasiaren arteko konbergentziaren ondorioz Alpeetan toles etzan edo narrasdura-mantu izugarri handiak garatu ziren, bi kontinenteen arteko lurraldea osatzen zuten materialen deformazioz. Toles hauek iparralderantz bultzatuak izan ziren Europa gainetik, sarritan tolesen arteko apurketak emanez eta beraien artean desplazamendu izugarriak xurgatuz; horrela, zamakadura-mantu erraldoiak eta ikusgarriak garatu ziren (3.4 ird.). Mota honetako narrasdura-mantu erraldoien gainezartzea nagusi deneko estilo tektonikoari narrasdura-mantu estilo tektonikoa edo estilo tektoniko Helvetiarra (termino zaharkitua) deritzo. Alpeetako narrasdura-mantu ugari sustrairik gabekoak dira, hau da, zamalkaduren gainean garraiatutako materialak zein tolesak ez dute konexio zuzenik sakoneko material edo egiturekin.

3.4 irudia. Alpeetako narrasdura mantuen zehar-ebaki eskematikoa. Irudikatutako hiru narrasdura-mantuetako bakoitzak, faila nagusien bitartez banatutako xafla zamalkatzaile bat da. Hiru narrasdura-mantuek pilaketa antiformala eratzen dute (Van der Pluijm eta Marshak, 1997).

Agian, narrasdura-mantu ezagunena, bere azaleramendu ikusgarriak direla medio Alpeetako Morclesko mantua da (3.4 eta 3.5 irdk.). Morcleseko narrasdura-mantuan, xafla zamalkatzaile osoa antiklinal etzan izugarri handi batek osatzen du. Antiklinalaren alderanztutako alpea izugarri mehetuta ageri da eta ukipen tektonikoa erakusten du azpiko unitatearen arrokekiko. Egitura hau, beraz, toles-mantu eta zamalkadura-mantu muturreko egituren arteko konbinazioa da. Hala ere, argi gelditu behar da, narrasdura-mantu guztiek ez dutela beti toles etzanik barneratzen, eta toles etzan guztiek ez dutela beti alderanztutako alpea apurtuta eta desplazatuta.

3.5 irudia. Morcleseko narrasdura-mantuaren eskema eta bere baitan dagoen Dent de Morcles tolesa.

Narrasdura-mantuen jatorria konpresioaren eraginpean baino ezin dela gertatu guztiz onartuta dago gaur egun, baina zenbait adibideetan angelu txikiko faila normaletan zehar ematen diren grabitazio-labaintzeekin (gravity gliding; gravity sliding) harremana dutela ere aipatu izan da. Badirudi, kasu batzutan grabitazio-indarrak garrantzitsuak direla ere konpresioz sortutako zamalkaduretan. Horrela, arroka-masa erraldoi hauen mugimendua indar desberdinen bitartez gidatuta egon daiteke, indarrek elkarrekin egin dezakete lan edo batak bestearen ostean.

Garai batean eztabaida bizia egon zen Alpeetako narrasdura-mantu handien jatorriari buruz. Batzuk, kolisioak eragindako masa kristalinoaren altxatzearen ondoren grabitate-irristatze soilaren eraginez sortutako egiturak zirela aipatzen zuten bitartean, besteek narrasdura-mantuak konpresio hutsez sortutakoak zirela aldarrikatzen zuten, eta sustraitze-eremu zentral oso konprimitu bat lauskitzean gorantz eta kanporantz jariatutako materialen bitartez eratuta zeudela. Gaur egun, jakin badakigu narrasdura-mantuak konpresioz sortutakoak direla zalantzarik gabe, hala ere, narrasdura-mantuak maldan behera garraiatzen direnean grabitatearen indarrak ere eragingo du eta, orduan, bi blokeen arteko ukipena zamalkadura bat izan beharrean, angelu txikiko faila normaltzat hartu beharko litzateke. Gainera, Alpeetan bezala, beste orogeno guztietan ere, zamalkadura-planoen orientazioak, aldaketak jasan ditzake ondorengo deformazio-faseetan zehar, eta okerdura aldaketa txiki batek zamalkadura-plano zena angelu txikiko faila normal gisa koka dezake.

Zalantzarik gabe narrasdura-mantu edo bloke zamalkatzaile batek grabitatearen eraginez irristatu dela ziurtatzeko, desplazatutako blokearen goiko aldean estentsio-eremu bat agertu beharko litzateke eta konpresio-eremu bat beheko aldean (3.6 ird.). Frantziako itsas-Alpeetako Tinée narrasdura-mantuak grabitate-irristatzearen ereduaren bidez interpretatu izan dira (Graham, 1981). Nahiz eta irristatze-mekanismoaren eraginkortasuna kasu honetan onartu egiten den, gaur egun zalantzak daude erabakitzean irristatze-mugimendu hutsez sortutako egitura den edo aurretik narrasdura-mantuak konpresio-egitura gisa sortu eta ondoren grabitate-irristatzeak birraktibatu duen (3.6 ird.).

3.6 irudia. A. Irristatze hutsez sortutako egituretan estentsio-eremu bat sortu behar da goiko aldean eta konpresio-eremu bat beheko aldean. B. Tinée narrasdura-mantuen (Frantziako Alpeak) jatorria azaltzeko erabili izan diren bi ereduak: altxamendua eta grabitate-irristatzea edo zamalkadura, zokaloaren goratzea eta, gero, grabitate-irristatzea (Graham, 1981).

3.2 Arroka plutonikoak orogenoetan

Orogenoetako barne eremu kristalinoetan ohikoa da granitoideen agerpena. Sarritan, gainera, granitoide hauek elkartuta ageri dira batolito granitikoak eratuz. Batolito granitikoak arroka igneo plutonikoz osatuta daude, gehienetan diorita-granito bitarteko konposizioarekin, eta gerriko orogenikoetan azalera oso handiak estaltzen dituzte, batzuetan barne eremu kristalinoaren gehiengoa osatuz. Ipar-Amerika mendebaldeko Cordillera mendizerran adibidez, batolitoko arrokak Alaska iparraldetik Mexikoren iparralderaino luzatzen dira era ez-jarraituan. Batolitoak ez dira gorputz igneo bakarrak, ehundaka plutoiz osatuta egon daitezke eta plutoi bakoitzak betetzen duen azalera aldakorra da, handienek ehundaka kilometro kuadroko azalera dute. Era berean, plutoien artean aldakortasun handia egon daiteke konposizioan, deformazio-graduan zein intrusioaren sakonera erlatiboan.

Orogenoetako barne eremu kristalinoetan, eta beste ingurune geodinamikoetan berdin, arroka granitikoak bi multzo nagusitan banatzen dira. I-motako eta S-motako granitoak bereizten dira, I-motakoak jatorriz igneoak diren eta S-motakoak jatorriz sedimentarioak diren arroken fusio partzialetik datoz, hurrenez hurren. Oro har, I-motako granitoideak hornblenda-biotita kuartzo-dioritak izan ohi dira eta mantu hidratatuaren edo aurretik kristaldutako arroka igneoen fusio partzialetik sortu direla onartzen da. S-motako granitoak K-n aberatsagoak dira eta normalean biotita eta moskovita barneratzen dute.

Orogenoetan, batolitoetako plutoien sorrera deformazio-urrats nagusiekiko aldakorra da ere. Gerriko orogenikoetan arroka granitikoen intrusioa bat etor daiteke deformazioarekin (orogenoaren garaiko plutoiak), deformazioaren aurrekoa izan daiteke (plutoi aurre-orogenikoak) edo behin deformazio-urrats nagusiak igaro ondorengoa izan daiteke (orogeniaren osteko plutoiak). Plutoi granitiko aurre-orogenikoek deformazioaren eragina pairatzen dutenerako guztiz solidotuta egoten dira eta egoera solidoan garatutako foliazioa erakusten dute. Orogenoaren garaiko plutoiek, foliazioa garatzen dute ere, baina deformazio sasoian guztiz kristaldu gabe daudenez, foliazioa egoera magmatikoan sortzen da. Aldiz, orogenoaren osteko plutoiek ez dute foliaziorik erakusten.

Batolitoetako arroka-mota nagusia ez da berdina mendikate guztietan. Ipar-Amerika mendebaldeko mendikatean edo Andeetan kuartzo-dioritak edo granodioritak nagusi badira ere, granitoak dira arroka arruntenak Apalatxe edo Kaledoniar mendikateetan. Aldiz, Alpeetako mendikateak plutoi granitiko oso gutxi erakusten ditu.

Plutoi granitikoen konposizio aldaketak eta deformazioarekiko dituzten harremanak plaka-tektonikaren teoria erabiliz azal daitezke. I-motako granitoide aurre-orogenikoak kolisioaren aurreko subdukzio-prozesuan gertatzen den jarduera igneoaren ondorioa izan daitezke. Granitoide hauek ondoren deformatu egiten dira kolisioaren eraginez. Na-n aberatsak dira eta harreman estua dute, kolisio prozesuan ere deformatuko diren, konposizio bereko arroka bolkanikoekin. S-motako orogeniaren-garaiko eta orogeniaren-osteko granitoideak kontinente-lurrazalaren eremu sakonetako fusio partzialaren ondorio izan ohi dira. Fusio partziala kolisioak eragindako kontinente-lurrazalaren loditzearen ondorioa da eta horrela sortutako granitoideak K-n aberatsak dira, eta sarritan Al-n aberatsak ere. Prozesu orogenikoa guztiz bukatu ondoren, konposizio bereziko granitoideak sortzen dira, granitoide alkalinoak, eta kontinentearen rifting prozesuen lehenengo zantzu gisa interpretatuak izan dira.

3.2.1 Granitoideen sailkapena ingurune geodinamikoaren arabera

Granitoideak ez dira soilik prozesu orogenikoetan sortzen, ingurune geodinamiko oso desberdinetan gara daitezke, nahiz eta orogenoak arruntenetarikoak izan. 3.7 irudian granitoideak sortzen direneko ingurune geodinamikoa kontutan hartzen duen sailkapena islatu da (Winter, 2001). Ingurune bakoitzean sortutako granitoideak konposizio-ezaugarri bereizgarriak dituzte, eta sailkapena oso erabilgarria suertatzen da, konposizio-ezaugarri horiek identifikatuz gero, granitoidearen jatorria jakin daitekeelako.

3.7 irudia. Arroka granitikoen sailkapena jatorri tektonikoaren arabera (Winter, 2001).

Ingurune tektonikoak bi multzo nagusitan banatzen dira, orogenoekin lotura duten (granitoide orogenikoak) eta orogenoekin inolako loturarik ez duten granitoideak (granitoide anoregenikoak) bereiztuz. Granitoide orogeniko gisa, esfortzu konpresiboen eraginpean garatutako mendikatearekin batera sortutako granitoideak definitzen dira, beraz subdukzioan zein kolisioan zehar sortutakoak. Granitoide anorogenikoetan plaka baten barnean esfortzu konpresibo nagusietatik salbu eta plaken arteko muga dibergenteetan sortutako granitoideak barneratzen dira. Trantsizio-granitoideak edo orogeniaren osteko granitoideak dira sailkatze-arazo gehien planteatzen dituztenak, orogenorik gabe ez zirelako garatuko baina orogenoaren konpresio-esfortzuak desagertu ondoren sortzen direlako. Trantsizio-granitoide dela esateak ez du esan nahi urrats magmatiko orogeniko eta urrats magmatiko anorogenikoen artean gertatutako zerbait denik, nahiz eta sarri horrela izan. Ondoren, ingurune geodinamiko bakoitzean sortzen diren granitoideen ezaugarri nagusiak deskribatuko dira.

Uharte arkuetako granitoideak. Uharte arkuetako granitoideak ozeano-litosfera baino ez dagoen inguruan sortzen direnez, lurrazaleko material felsikoen fusio partziala edo asimilizioa gertatzea ia ezinezkoa da, ondorioz ingurune honetan sortutako magma intrusibo zein extrusiboak, mantuan garatutako magma basaltikoen kristalizazio frakzionatuaren ondorio dira.

Mota honetako granitoideak plaka baten ozeano-litosfera beste baten ozeano-litosferaren azpitik subdukzioa jasaten duenean sortzen dira. Uharte-arku gazteetan magmatismo bolkaniko toleitikoa da nagusi, plutoi gutxi batzuk baino sortzen ez direlarik. Uharte-arku helduetan, aldiz, izaera kalkoalkalinoko zenbait plutoi ager daitezke ere. Ingurune honetako arroka plutoniko zein bolkanikoak subdukzioa jasaten duen ozeano-ezpalaren gaineko mantuko fusio partzialaren ondorioa izan ohi dira, fusioa hondoratutako ozeano-litosferatik askatutako fluidoen eraginez gertatzen delarik. Era honetan, M-motako (mantuko) granitoide tipikoak garatzen dira, nahiz eta arkuaren lurrazalarekin hibridazio portzentaiaren bat egon daitekeen. Baina lurrazala M-motako arrokez osatuta dagoenez hibridazioa baieztatzea eta neurtzea oso zaila da.

Kontinente-arkuetako granitoideak. Subdukzio-prozesua kontinente lurrazalaren azpitik gertatzen denean eta denbora geologikoan luzatu egiten denean sortzen dira eskala handiko batolitiko ikusgarrienak. Kontinente-arkuen magmatismoa konplexua da, kontinente-lurrazal zaharrak eta sedimentuek prozesu magmatikoetan parte hartzen dutelako. Kontinente-arkuetarako eta lurrazal lodiko uharte-arku helduetarako gaur egun iradokitzen den ereduan batolitoak bi urratsetako fusioaren ondorio dira.

Lehenengo urratsean mantuko fusioa gertatzen da, magma basaltikoak sortuz (aurreko uharte-arkuetan bezala). Mantuan sortutako magma, dentsitate txikiagoko kontinente-lurrazalaren azpian pilatzen da, bertan hainbat prozesu gertatzen direlarik, hala nola, asimilazioa eta behe-lurrazalaren parte izatera pasatzen diren magma gabroikoen solidifikazioa. Magma basaltiko gazteagoek garraiatutako beroaren ondorioz sortu berria den behe-lurrazal mafikoaren fusio partziala gerta daiteke. Honen ondorioz, magma tonalitikoak garatzen dira, eta aurrekoak baino dentsitate txikiagoa dutenez gorantz egiteko joera nabarmena dute. Hauek I-motako granito tipikoak dira, fusioa jasan duen behe-lurrazala igneoa delako.

Bigarren urratsa mantuan sortutako magmak kontinente-lurrazalean gora abiatzen direnean gertatzen da. Orduan, nagusiki bi prozesu eman daitezke. Alde batetik, magmek kontinente-lurrazal emankorraren asimilazioa eragin dezakete izaera hibridoa duten magmak garatuz. Bestetik, magmek garraiatzen duten beroa gai da, kontinente-lurrazalean, fusio partzialeko prozesuak lokalki eragiteko, granitoide felsikoak (S-motakoak) sortuz. Kontinente-lurrazalaren konplexutasun kimikoak zein egituraren konplexutasunak asimilazioan oso jatorri desberdineko materialak parte hartzea eragiten dute. Beraz, ingurune hauetan S-motako (jatorri sedimentariokoak) granitoideak zein granitoide hibridoak gara daitezke. Laburbilduz, esan daiteke plaken arteko Andear-motako mugetan I-motako tonalita eta granodioritak nagusi badira ere, granitoide mota ugari ager daitezkeela. Hauen artean, S-motako granitoideak edo, estentsio indarrak mantuko magmak azalera eramateko konduktoak irekitzeko gai izanez gero, M-motako gabro eta dioritak daude (mantuaren fusio partzialetik zuzenean eratorritako granitoideak).

Kolisiorekin batera garatutako granitoideak. Subdukzio luze baten ondoren, sarritan, kontinente-litosfera zati bat heltzen da subdukzio-eremura, kontinenteen arteko kolisioa sortuz. Bi kontinenteen arteko kolisioak, batez ere, zamalkaduren eta tolesen bidez normala baino askoz lodiera handiagoa duen kontinente-lurrazala garatzen du. Loditutako kontinente-lurrazalean, aurretik deskribatutako fusio-prozesuekin zerikusirik ez duten hainbat prozesu magmatiko berri gertatzen dira.

Kontinente-lurrazala subdukzio-eremura iristean, duen dentsitate baxuaren ondorioz ezin du, mantuan murgilduz, ozeano-litosferaren bidea jarraitu. Beraz, subdukzio-prozesua bukatu egiten da, baina plaken arteko konbergentziak jarrai dezake, inplikatutako kontinenteetako baten beste muturrean subdukzio-eremu berri bat sortu arte edo plaken mugimenduen birrantolaketa orokorra gertatu arte. Magmatismoa plaken arteko muga zaharra identifikatzeko erabili daiteke, kolisioaren aurreko arku magmatikoa subdukzio-eremuaren plaka zamalkatzailean baino garatzen ez delako. Horrela, subdukzioarekin batera intruitutako granitoideak identifikatuz gero subdukzio-eremuaren polaritatea (subdukzitutako plakako okerduraren noranzkoa) zehaz daiteke.

Kolisioak berak, magmatismoa eragiteko gai da, batez ere granitikoa. Subdukzioaren inertziaz hondoratzen ari den plakarekin datorren kontinente-lurrazala plaka zamalkatzailearen kontinente-lurrazalaren azpitik sartzen da, kontinente-lurrazalaren lodiera bikoiztuz. Horrela denean, litosferak egonkortasun termikoa lortu aurretik isotermek izan dezaketen geometria 3.8 irudian adierazi da. Kontinente-lurrazal bikoiztuaren zenbait eremuetan oso erraz lortzen dira H₂O-n saturatutako granitoak sortzeko beharrezko diren 650-700ºC-ko tenperatura minimoak, edo granito asegabeak sortzeko behar diren 800-850ºC-ko fusio tenperaturak. Subdukzioa bukatu osteko isoterma hondoratuen erlaxazioaren ondorioz, eta agian erradiakzioak edota frikzioak sortutako beroaren ondorioz, irudian erakusten diren tenperaturak baino balio handiagoak lor daitezke. Baldintza horietan kontinente-lurrazaleko arroken fusioak S-motako granitoide sin-orogenikoak, edo orogeniaren ostean sortzen diren A-motako granitoideak (granitoide anorogenikoak) sor ditzake.

3.8 irudia. Kolisioan zehar kontinente-lurrazalaren bikoizketa ematen denean isotermak erlaxatze bidean izan dezaketen kokapena (Winter, 2001).

Himalaian adibidez, ardatzarekiko paralelo kokatzen diren granitoide-intrusioen bost gerriko daude, bakoitza bere konposizio-ezaugarriekin, intrusio-denborarekin eta jatorri bereiztuarekin (LeFort, 1988). Hauetako bat, Goi-Himalaiako bi miketako leukogranito peraluminikoz osatutakoa, oso ondo azaleratzen da hiru dimentsioetan, eta kolisioaren ondorioz sortutako S-motako granitoideen adibide gisa erabiltzen da. Leukogranitozko gorputzen tamaina 100 m-ko zabalera duten silletatik 30 km-tan zehar 10 km lodi diren plutoietara (Manasluko leukogranitoa) hedatzen da. Himalaia ekialdeko leukogranitoak Goi-Himalaiako serie sedimentarioan edo azpitik kokatutako Goi-Himalaiako gneis migmatitikoetan intruituta agertzen dira (3.9 ird.). Mendebaldeko leukogranitoak aldiz, galdatu anatektiko gisa agertzen dira gneisen barnean.

3.9 irudia. Himalaian zeharreko zehar-ebaki eskematikoan leukogranitoak garatzeko behar diren deshidratazioa eta fusio partziala non gertatzen diren adierazi dira (Winter, 2001).

Leukogranito eta gneisen arteko harreman estuak eta bien arteko parekotasun isotopikoak adierazten dute leukogranitoak Goi-Himalaiako gneisen fusio partzialaren ondorio direla. Gneisen fusio partziala, Main Boundary zamalkaduraren azpian kokatutako Indiako plakaren goi-lurrazaleko arroka hidratatuetatik askatutako uraren ondorioz gertatzen dela iradoki da (3.9 ird.). Hondoratutako kontinente-lurrazaleko arroken deshidratazioz askatutako fluidoek, gainean kokatutako baina subdukzioaren aurretik sakonago egon diren, eta oraindino bero mantentzen diren, arroken fusioa eragiten dute.

Trantsizio-granitoideak. Trantsizio-granitoideen edo orogeniaren osteko granitoideen jatorriak arazoak plateiatu ditu aspalditik. Oro har, gerriko orogenikoetan sortzen dira, baina azken konpresio-indarrak bukatu eta 10 eta 100 Ma artean. Mota honetako granitoideen intrusioak orogeniaren osteko grabitazio-kolapsoarekin harreman zuzena dute. Kolisioarekin batera garatutako intrusioak bezala, trantsizio-granitoideek nagusiki lurrazaleko ezaugarri kimiko eta isotopikoak dituzte, eta lurrazala loditu den eremuetan baino ez dira garatzen. Orogeniaren osteko granitoideak oso arruntak dira zenbait mendikateetan.

Prozesu orogenikoetan ematen den konpresioak lurrazalaren loditzea dakar zapaltze, zamalkaduren pilaketa, tolesdura eta magmen gehikuntzaren konbinazio baten bitartez. Baina orogeniaren osteko granitoideen sorrerarako behar den beroa, nondik dator? Alde batetik, baliteke mantutik igorritako bero-fluxu arrunta, orogeniaren osteko erlaxazio termikoarekin eta U-Th-Kan aberastutako lurrazalaren erradiakzio-beroa nahiko izatea kontinente-lurrazalaren barne fusio partziala eragiteko, baina beti emankorra den protolitoa egonez gero (Patiño-Douce et al., 1990). Datu hauen aurrean lurrazala gutxienez %150 lodituz gero mugikorrak izan daitezkeen granitoideak gara daitezkeela dirudi, mantutik eratorriak diren magmen berotasunik gabe. Beraz, lurrazala loditzea nahikoa litzateke lurrazalean jatorria duten granitoideak.

Zenbait ikertzaile ez daude ados aurreko ideiekin, eta baldintza anorogenikoetan granitoideak garatzeko mantutik datorren bero gehikuntza beharrezkoa dela iradokitzen dute (Brown, 1994). Hala ere, granitoide anorogenikoak orogenoaren grabitazio-kolapsoarekin lotuta daudela ziurtzat ematen da gaur egun. Beraz, orogenoa sortu duten konpresio-indarrak desagertzean, lurrazalaren mehetzea eragiten duten estentsio indarrak nagusitzen dira eta lurrazaleko fusio partziala sortzeko bezain beste berotasuna lortzen da. Grabitazio-kolapsoaren edozein ereduak bi prozesu hauek azaldu beharko ditu.

Gaur egun badaude zenbait eredu azaltzen dutenak, nola fase orogeniko batean loditutako lurrazalak, orogenoaren osteko fasean estentsioa, lurrazalaren mehetzea, faila normal ugarien eragina eta magmatismoa pairatzen duen. Granitoideen jatorria batez ere lurrazalean bilatu behar da, baina egia da ere, litosferaren mehetzearekin astenosferak jasaten duen gorakadak deskonpresio-fusioa eragin dezakeela, magma-iturri zein bero-iturri bihurtuz. Ondorioz, orogeniaren osteko granitoideen konposizioa oso aldakorra izan daiteke. Granitoide arruntenak lurrazalean sortutako S-motakoak badira ere, I-motako granitoideak, granitoide hibridoak eta A-motako (anorogenikoak) ezaugarriak dituztenak ager daitezke ere. Mantuko magma mafikoak estentsioaren ondorioz garatutako faila normalen bitartez aurkitzen dute gora egiteko bidea, eta honek azal dezake orogenoaren osteko magmatismoak sarritan erakusten duen izaera bimodala (kontinente-lurrazalean eta mantuan jatorria duten magmak lurralde berean agertzea).

3.3 Barne eremu kristalinoetako deformazioa

3.3.1. Deformazio-urrats gainjarriak

Barne eremu kristalinoetan gainjartzen diren toles belaunaldiek mota askotako tolesen interferentzia-irudiak garatzen dituzte. Lurralde hauetako analisi geometrikoen bidez baieztatu da, egituren sekuentzia bera errepikatzen dela sarritan: toles isoklinal etzanen belaunaldi bat edo gehiago; toles hauek birtolestuak izaten dira zabalago eta plano axial bertikalagoko toles belaunaldi gazteago bategatik; azkenik egitura hauek guztiek eskala txikiagoko kink eta chevron tolesen edo zizaila-eremu moldakorren eragina pairatzen dituzte (2.17 ird.). Zenbait ikerketek aldiz, toles-belaunaldi edo toles-geometria konkretuak eragiten dituzten deformazio-urratsak barne eremu kristalino osoan zehar ez direla berdinak erakusten dute. Toles-belaunaldien sekuentzia ezberdinen esanahia da barne-eremu kristalinoetako egitura interpretazeko dagoen arazo nagusienetarikoa.

2.17 irudia. Barne eremu kristalinoetan zehaztutako tolesen geometria-aldaketa progresiboa arruntena irudikatzen dituzten eskemak. A. Lehen belaunaldiko toles isoklinalak. B. Bigarren belaunaldiko toles bertikalagoak. C. Aurreko egituretan gainezartzen diren kink motako egiturak.

Orogenoetako arazo nagusienetakoa izaten da barne eremu kristalinoen barne agertzen diren deformazio-egiturak sailkatzea eta bakoitza dagokion deformazio-fasearekin lotzea. Deformazioa oso heterogeneoa da bai espazioan, barne eremu kristalinoaren toki desberdinetan deformazio-fase arras desberdinak aurki daitezkeelako, bai denboran, egituren gainjartzea oso aldakorra izan daitekeelako. Horrela izanik, oso ugari eta mota askotakoak dira lurralde hauetan aurki daitezkeen toles-belaunaldien arteko interferentzia-irudiak.

Hala ere, orogeno askotako barne eremu krtistalinoetan burututako analisi geometrikoen bidez baieztatu da, egituren sekuentzia bera errepikatzen dela sarritan (3.6 Ird.). Lehenengo deformazio-fasean toles isoklinal etzanen belaunaldi bat edo gehiago garatzen da. Ondoren, toles hauek birtolestuak izaten dira zabalagoak diren eta plano axial bertikalagoak dituen toles belaunaldi berriago batekin. Azkenik, egitura hauek guztiek eskala askoz txikiagoko kink edo chevron motako tolesen edo zizaila-eremu moldakorren eragina pairatzen dute. Barne eremu kristalinoaren egiturak detaile gehiagorekin ikertuz argi geldituko litzateke sekuentzia hau ez dela toki guztietan betetzen eta sarritan deformazio-prozesua oso konplexua izan daitekeela. Toles-belaunaldien sekuentzia desberdinen esanahia da barne eremu kristalinoetako egitura interpretatzeko dagoen arazo nagusienetarikoa.

3.6 irudia. Barne eremu kristalinoetako tolesen geometria-aldaketa ohikoena irudikatzen dituzten eskemak. A. Lehen belaunaldiko toles isoklinal etzanak. B. Bigarren belaunaldiko plano axial bertikalagoko toles zabalagoak. C. Aurreko egituretan gainezartzen diren kink motako egiturak.

Barne eremu kristalinoaren barne ondo garatutako geruzapenak ikusten direnean ziurtatu ahal da, eskala txikiko tolesek eskala handiko belaunaldi bereko egiturak mimetizatzen dituztela. Beraz, eskala txikiko tolesen geometria aztertzea da eskala handiko oinarrizko geometriaren ezaugarriak identifikatzeko gakoa.

3.3.2. Deformazioa arroka plutonikoetan

Egoera solidoan, egoera magmatikoan, banda milonitikoak deformazio gabeko eremuak inguratuz

3.3.3. Barne-eremu kristalinoen egitura sakona

Gerriko orogenikoen barne eremu kristalinoek, oro har, mendikateetako sustraien gainetik aurkitzen dira, kontinente-lurrazal lodieneko eremuan. Beraz, barne eremu kristalinoaren eremu sakonak harreman zuzena du mendikateen sustraien eraketarekin. Baina, zein da barne eremu kristalinoen sakoneko egitura? Azalean identifikatutako egiturak noraino barneratzen ote dira?

Gerriko orogeniko gehienen guneetako zehar-ebakiek argi erakusten dute toles nagusiek geometria etzana dutela eta zamalkadura adierazgarrienak angelu txikikoak direla. Toki konkretuetan aldiz geometria hauek okerdura handiagoa erakusten dute. Tolesen plano axialak bertikaletik gertu daude eta zamalkadura-planoak ere askoz okerdura handiagoak erakusten dituzte. Gainera ingurune hauetan deformazio oso moldakorreko zizaila-eremu subertikal garrantzitsuak kokatzen dira. Alpeetan ziurtatu ahal izan da geometria bertikaleko lurralde hauek, jatorrian horizontaletik gertu dauden narrasdura-mantu eta zamalkadurak birtolesten dituen bigarren belaunaldiko toles erraldoien alpe bati dagokiela (3.16 ird.). Toles hauek gerriko orogenikoan nagusia den bergentziaren aurkako noranzkoa dutenez, erretro-toles (back-folds) deritze. Ikerketa hauen aurretik, lurralde hauek narrasdura-mantu edo toles erraldoien sortze-tokia adierazten zutela uste zen, narrasdura-mantuak sustraitzen zireneko laburdura horizontal izugarriko lurraldeak. Eskala handiko retro-tolesak kolisioaren ondorioa izan daitezke, subdukzio-eremuko okerduraren noranzko aldaketa batek eraginda (3.117 ird.).

3.16 irudia. Suitzako Alpeetan zehar barne eremu kristalinoan burututako zehar-ebakia, narrasdura-mantuak eta egitura subertikaleko eremuak erakusten dituena. (Miller et al., 1983)

3.17 irudia. Erretro-tolesak (back-folds) garatzeko eskema orokorra. A. Alpeetako erretro-tolesaren sorrera azaltzeko erabiltzen den eredua. Hasiera batean, kontinenteen arteko kolisioan zehar zamalkadura sintetiko ugari sortzen dira eta subdukzioaren polaritate aldaketa gertatzen denean sortzen dira erretro-tolesak. B. Barne eremu kristalinoaren azaleramendu eskalako egitura non bi deformazio-urrats bereizen diren. Lehenengoak S_o-a tolesten du, tolesaren ardatzarekiko paraleloki S₁-a garatzen du eta bigarrenak kink-band egituren azalera axialek adierazten dituzten S₂-a garatzen du. S₁-ak kolisioan zehar garatutako egitura sintetikoekin batera sortzen da eta S₂-a, aldiz, erretro-tolesekin batera.

3.3.4. Behe-lurrazaleko deformazio-egitura tipikoak

3.4. Metamorfismo orogenikoa

Metamorfismoa lurrazalean eta litosferan eragina duen oinarrizko prozesua da (Miyashiro, 1961, 1973; Ernst, 1975; Brown 2009). Hori baieztatzeko nahikoa da kontinenteetako edozein mapa geologiko aztertzea, denetan oso eremu zabalak mota desberdineko arroka metamorfikoz estalita baitaude; zenbaitetan, Alpeak edo Apalatxeak kasu, arbelak eta eskistoak dira nagusi eta, beste hainbatetan, Eskandinabian, Kanadan edo Antartikan bezala, gneis berdeak dira nagusi. Arroka metamorfikoz osatutako eremu zabal hauek guztiak orogenoetako barne eremu kristalinoei dagozkie.

Arroka metamorfikoak dira sakonerarekin gertatzen diren aldaketa fisikoen aurrean jatorrizko arroken eraldatzearen ondorioz sortzen diren arrokak. Lurrazaleko edozein arroka motak (sedimentario, bolkaniko, plutoniko zein arroka metamorfikoak) metamorfismoa pairatuko du, arroketan eragina duten hainbat prozesuen bitartez, denboran zehar jasaten dituzten presio eta tenperatura aldaketen eraginpean. Horrela, jatorrizko arrokaren (protolitoa) eta denboran zehar jasan dituen presio eta tenperaturaren arabera mota desberdineko arroka metamorfikoak garatuko dira. Era berean, mantutik eratorritako arroka ultramafikoek prozesu orogenikoen barne jasaten dituzten aldaketa fisikoen araberako metamorfismoa pairatuko dute. Protolitoetan eragina izan dezaketen prozesu eraginkorrenen artean ondorengoak aipa daitezke: mineralen birkristalizazioa, mineralen arteko erreakzioak (solido-solido erreakzioak), mineral eta fluidoen arteko erreakzioak (adib. deshidratazio erreakzioak) eta, tenperatura altuetan, urtze partziala eragiten duten erreakzioak. Aldaketa metamorfikoak gertatu eta oreka berria lortzeko behar besteko denbora izan dela onartuz, arroka berrien mineralogia ondorengo baldintzen menpe dago: baldintza fisikoak (P, T), fase fluidoen agerpena eta izaera eta protolitoaren konposizioa. Era berean, sortutako arroka metamorfiko berrien ehundura ondoren aipatzen diren baldintzen arteko nahasketa konplexuen ondorioa da: baldintza fisikoak, errekzio mineralen mekanismoak, fluido edo galdatuen agerpena eta izaera, eta jasandako esfortzuaren kopurua eta denbora.

Orogenoetako metamorfismoak betetzen duen presio-tenperatura (P-T) esparrua oso zabala da (7.2 ird.); 4 eta 60 kbar bitartekoa, hau da, 10 eta 200 km bitarteko sakoneretan gertatzen diren presioak, eta 250ºC-tik 1.100ºC-ra gutxi gora behera. Baldintza hauek, gradiente oso desberdineko lurraldeetan neurtu dira, 5ºC/km-ko eta 50ºC/km-ko bitartekoak, ondorioz orogenoen arteko egitura termikoan eta bilakaera tektonikoan desberdinatasun nabarmenak egon behar direla iradokitzen da. Oro har, gaur egun, ingurune orogenikoetan hiru gradiente metamorfiko tipiko bereizten dira (7.2 ird.)(Turner, 1981): eskisto urdinen metamorfismoa (presio altuko/tenperatura baxuko metamorfismoa edo P/T altuko metamorfismoa), metamorfismo Barrowiarra (presio eta tenperatura ertaineko metamorfismoa edo bitarteko P/T metamorfismoa) eta Buchan metamorfismoa (presio baxuko /tenperatura altuko metamorfismoa edo P/T baxuko metamorfismoa).

3.4.1. Metamorfismoaren eta tektonikaren arteko harremanen hastapenak

Plaka-tektonika teoriaren onarpenarekin batera argitaratu ziren metamorfismoaren eta tektonikaren arteko harremanei buruzko lehendabiziko lanak (Miyashiro, 1961, 1973), estreinakoz metamorfismoa kontzeptu dinamiko gisa jorratuz. Era berean, lan hauetan deskribatu zen beranduago lantzen den “gerriko metamorfiko bikoitzen” kontzeptua, subdukzio-eremuekin eta arku magmatikoekin zuzenean lotuta dagoena, edo plaken arteko konbergentziaren abiadurak metamorfismoaren estiloan duen eragina, edo subdukzioa jasaten duen ozeano-litosferaren lodierak edo subdukzio-angeluak izan dezaketen eragina. Miyashirok (1973) aipatu zuen ere, presio altuko/tenperatura baxuko metamorfismoa subdukzio-eremuetan mantuan murgiltzen den ozeano-litosferan eta gaineko arroka sedimentarioetan gertatzen dela, eta arroka hauek ondoren kontinente-lurrazalera failen mugimenduen bitartez gehitu daitezkeela.

Beste alde batetik, Zwart-ek (1967, 1969) gerriko orogenikoetan dauden metamorfismo-eredu desberdinak aztertu zituen. Europan eta Ipar-Amerikan burututako ikerketetan hiru metamorfismo-eredu bereiztu zituen, ondorengo ikertzaileek kokapen eta estilo tektonikoekin lotu dituztenak.

Hertziniar motako metamorfismo-eredua (arku-osteko arroaren eredua): sakonera txikiko presio baxuko metamorfismoa da nagusi, eta oso zabalak diren tenperatura altuko metamorfismo-zonak garatzen dira. Baldintza horietan migmatitak eta granitoak ugari dira eta, aldiz, arroka ultramafikoak eta ofiolitak oso eskasak.

Alpetar motako metamorfismo-eredua (fosa ozeanikoko eredua edo “orogeno hotza”): ezaugarri nagusia presio altuko zona metamorfikoen agerpena da, baina ezaugarri desberdinetako fazie metamorfikoak aurki daitezke ere, batez ere presio ertaineko baldintzak dituztenak. Granitoak eta migmatitak bitxiak dira eta beti garapen eskasekoak eta, aldiz, ofiolitak eta arroka ultramafikoak arruntak eta sarritan oso ugariak dira.

Cordillera motako metamorfismo-eredua (arku magmatikoko eredua): arroka igneo kalko-alkalinoak dira nagusi. Migmatitak, ofiolitak eta sedimentu abisalak ez dira agertzen. Metamorfismoa presio-baxukoa da.

Zwart-ek (1962) Pirinioetan burututako ikerketa metamorfiko-estrukturalean oinarrituta polimetamorfismoa definitu zuen, hau da, orogenia bakarrean zehar ezaugarri desberdineko bi gertaera metamorfiko gertatzea. Pirinioetako kasuan gainera, adin oso desberdineko bi gertaera metamorfiko bereiztu zituen, bakoitza orogenia banarekin lotutakoa (Hertziniarra eta Alpetarra). Kasu honi metamorfismo polifasikoa deritzo.

3.4.2. Lurrazalaren fusioa eta orogeniak

Fusio partzialak, galdatuen segregazioak eta migrazioak lotura zuzena dute gerriko orogenikoen kontinente-lurrazalaren metamorfismoarekin. Beraz, ingurune horietan gradu altuko metamorfismoa eta anatexia gertatzeko beharrrezko den beroa lortzen da. Prozesu orogenikoetan fluido urtsuek fusioa errazten dute, eta H₂O-n asetutako galdatu granitikoak era daitezke, baina horretarako behar besteko H₂O eta fusioa gertatzen deneko ingurura H₂O hori iristeko baldintzak egon behar dira (haustura-sistema bat adibidez). Baldintza horietan, magma granitikoen bolumen nabarmenak lor daitezke 650-750 ºC bitartean. Bestetik, tenperatura altuagoa denean, 800-1000 ºC bitartekoa, sistemara ura gehitu gabe magmak sortzea posiblea da, “deshidratazio-fusio” erreakzioen bitartez. Erreakzio horietan arroketan oso ugariak diren mineral hidratatuak, pelitetan mikak (moskovita, biotita) eta arroka mafikoetan anfibolak, desestabilizatu egiten dira fusioa sortzeko behar den ura sistemara gehituz. Horrela, H₂O gainasetutako galdatuak (3.5-2 wt % H₂O) eta elkarte mineral anhidroak edo H₂O gutxikoak (kordierita) sortzen dira. Arroka pelitikoetan edo kuartzofeldespatikoetan deshidratazio-fusioa eragin dezaketen erreakzio arruntenak ondorengoak dira:

Moskovita + Kuartzo = Silimanita + Galdatua ± K-feldespatoa

Biotita + Kuartzo = Ortopiroxeno + Galdatua ± K-feldespatoa

Biotita + Silimanita + Kuartzo = Granate + Galdatua ± K-feldespatoa

eta

Biotita + Silimanita + Kuartzo = Kordierita + Galdatua ± K-feldespatoa

Nahiz eta arroken fusioan eragina izan dezaketen faktoreak ugari izan, oro har, onartzen da 800 ºC-tik gorako tenperaturak behar direla fusio-partzial minimoa eragiteko (bataz beste %7 bolumenean). Baldintza horietan, mineralak fase likido bategatik inguratuta daude, sortutako magma-poltsak beraien artean konektatuta egon daitezke, eta galdatua mugitu eta segregatu daiteke (Sawyer, 2001). Horrela, galdatua sortu deneko lurrazaleko tenperatura altuko eremutik ganbera magmatikora arteko bidea egin dezake, ondorengo deformazio-fasetan desagertuko diren hodi iragankorretan zehar.

Migmatitak, berez, “nahastutako arrokak” dira, gutxienez ehundura oso desberdineko bi osagai dituztenak: ehundura gneisikoa edo eskistosoa duen osagai bat eta foliaziorik gabeko ehundura granularra duen beste bat (Sederholm, 1907)(x. irudia). Migmatitek lurrazaleko galdatuen eraketan, segregazioan eta extrazioan eragina dituzten prozesuen konplexutasuna erakusten dute (Brown, 2004). Arroken fusio partziala txikia denean (< %20) migmatitek, oro har, gorde egiten dute ehundura gneisikoa eta sortutako galdatuak horretara moldatzen dira. Mota honetako migmatitei metatexita deritze)(x. irudia). Fusio partzialaren portzentaia handiagoa denean, aldiz, jatorrizko ehundura guztiz apurtu egiten da, eta diatexita bezala ezagunak diren migmatitak sortu (x. irudia).

x. irudia. Ezaugarri desberdineko migmatitak. A: Metatexita edo migmatita estromatikoa, fusio partzialak jatorrizko ehundura apurtzeko gaitasunik ez duenean sortutakoa. B: Diatexita fusio partzialagoa handiagoa izan denez jatorrizko ehundura guztiz desitxuratu da eta restita deritzen eremuetan baino ez da gordetzen.

Prozesu orogenikoetan fusio partziala garrantzi handiko prozesu geologikoa izan daiteke, eskala handiko ahultasun-eremuak sor ditzakeelako. Fusio partzialak lurrazaleko zurruntasuna eta biskositatea murriztu ditzake eta aldaketa horrek berebiziko garrantzia izan dezake “orogeno beroen” bitarteko lurrazalaren eta lurrazal sakonaren fluxuan. Zurruntasuna eta biskositatea bi urratsetan jeisten direla onartzen da. Fusio partziala bolumenean %20 baino txikiagoa denean, oraindino egitura solidoa nagusi denean (metatexitak) arroken zurruntasuna 2-3 magnitude-orden jeisten da. Fusio partziala %40-tik gora denean, lotura solidoak galdu egiten dira eta materiala berez kristalak suspentzioan dituen galdatua da, orduan, arrokaren zurruntasuna 10 magnitude-orden jeisten da. Era berean, arroken fluxu-erregimena aldatu egiten da biskositatearen murrizketaz. Arrokek bere izaera solidoa galtzen ez duten bitartean (fusio partziala %20-tik behera, metatexitak) partzialki urtutako materiala fluxu laminarraren bitartez mugitzera behartuta dago, aldiz, jarraitasun solidoa galtzen denean (diatexitak) galdatuaren fluxua zurrunbilotsu bihurtzen da. Beraz, zenbat eta arrokek pairatutako fusio partziala handiagoa izan, zurruntasuna eta biskositatea txikiagoak izango dira eta, indar orogenikoen eraginpean, eskala handiko mugimenduak gertatzea errazago suertatuko da.

3.4.3. Gradiente metamorfikoak orogenoetan

Orogenoetako arroka metamorfikoen P-T ezaugarriak aspalditik aztertuak izan dira eta, gaur egun, izugarria da dugun informazioa. Informazio hau guztia bildua eta landua izan da (Brown, 2007, 2009) metamorfismo-eremuak bereiztuz eta bakoitzaren esanahia orogenoaren barruan argituz. Horrela hiru eremu-metamorfiko nagusi bereizten dira: presio altuko metamorfismoa (HP/LT; eskisto urdinen/eklogiten metamorfismoa), bitarteko presio eta tenperaturako metamorfismoa (metamorfismo Barrowiarra) eta presio txikiko metamorfismoa (HT/LP; Buchan metamorfismoa). Hiru multzo hauek aspaldi definitu ziren (Miyashiro, 1073; Turner, 1981), baina egun hauetara gehitu egiten dira P eta T altuagoko datu berriak (7.6 irudia). “Oso presio altuko metamorfismoa” (UHP edo ultra-high pressure) eskisto urdinen eta eklogiten multzoan txertatzen da; “Eklogita-presio altuko granuliten” multzoa metamorfismo Barrowiarraren P eta T altueneko elkarte-mineralekin lotzen da; eta, “oso tenperatura altuko metamorfismoa” (UHT edo ultra-high tenperature) Buchan motako metamorfismoaren muturreko baldintzatzat jotzen dira.

Eskisto urdinak, eskisto urdin-eklogita eta UHP baldintzak dituzten inguruneak subdukzio-eremuekin lotzen dira, 300-1000 ºC eta 10-55 kbar (40-160 km-ko sakonera) arteko eremua betetzen dute, 5ºC/km-ko eta 10ºC/km-ko gradiente geotermikoen artean dagoen eremu zabalean kokatuta daude (7.6 irudia). Metamorfismo Barrowiarra eta honen jarraipena den “eklogita-presio altuko granuliten” eremu metamorfikoa, oso da arrunta kolisio-orogenoetan 10ºC/km-ko eta 25ºC/km-ko gradiente geotermikoen bitarteko eremua betetzen du, tenperatura altuenak (900-950ºC) kontinente-lurrazalaren eremu sakonenetan lortzen dira. Presio txikiko metamorfismoak Buchan motako metamorfismoa barneratzen du, baina tenperatura altuagoko eremuak ere (UHT), 25ºC/km-ko eta 50ºC/km-ko gradiente geotermikoen arteko eremua betez. Metamorfismo-eremu honetan estentsioaren eraginpeko goi-lurrazaleko lurraldeak eta arku magmatiko edo arku-osteko arroka bolkaniko eta sedimentarioak kokatzen dira. Eremu honetan sartzen dira ere, 800-1100ºC eta 20-45 km-ko sakoneran garatutako oso tenperatura altuko granulitak eta arroka metamorfikoak (UHT; 7.1 irudia), bizitza luzeko kolisio-orogeno handien eremu sakonenetan (Jamieson et al., 2010).

Eskisto urdin-eklogita eta oso presio altuko (ultra high pressure UHP) metamorfismoa.

Eklogitak deskribatu eta sistematikoki dokumentatutako lehenengo arroka metamorfikoen artean aurkitzen dira (Eskola, 1915), baina, ondorengo 50 urteetan eklogiten esanahiak eztabaida sutsuak eragin ditu. Eklogiten agerpen-moduak sortu zuen batez ere eztabaida, gehienetan boudin gisa anfibolita faziesetako arroketan edo errelikto edo “knocker” gisa eskistoetan agertzen baitira. Azaleratze-modua dela eta hainbat ikertzailek eklogitak gorputz exotikotzat hartzen zituzten, mantutik eratorriak eta boudin, “pips” edo enklabe gisa agertzen direnak beste kontinente-lurrazaleko arroketan, aldiz, beste hainbatek esaten zuten lurralde osoak aurretik jasandako presio altuko fasearen aztarna bakarrak direla. Arazoa argitu egin zen presio altuko eta UHP-ko metamorfismoa barne eremu kristlinoetan kokatutako ezkata tektoniko zabal eta estrukturalki koerenteetan identifikatu zirenean zenbait orogenoetan: Alpeak (Dent Blanche narrasdura-mantua, Zermatt-Saas, Sesia Lanzo eremua, Adula narrasdura mantua), Kaledonia Berrian, Cycladeetan (Syros) eta Karibean (Margarita uhartea). Holakoetan eskisto urdinen eta eklogiten arteko trantsizio progresiboa antzeman daiteke.

1980. urtearen inguruan, koesita (presio altuko kuartzoaren polimorfoa) agertu zenean Italiako Alpeetako (Dona Maira inguruan) (Chopin, 1984) eta orogeno Kaledoniarreko (Western Gneiss Region) eklogitetan (Smith, 1984) presio altuko metamorfismoaren P-T eremua izugarri handitu zen, eta UHP-ko eremua bereizteko aukera izan zen. Arrez geroztik, barne eremu kristalinoetako 22 lurralde desberdinetan identifikatu dira UHP-ko bereizgarri diren koesita-eklogitak eta diamantedun UHP-ko arrokak (Dabie-Shan, Txina; Orogeno Hertziniarra; Paleozoiko hasierako Kokchetav Mazizoa, Kazakhstan; mendikate Kaledoniarrak; Alpeak; Himalaiak). Horren presio altuko arroken azaleramenduek subdukzioan, akrezioan eta kolisioan zehar gertatzen den materiaren transferentzia eta exhumazioa azaltzeko eraikitzen diren eredu tektonikoetan arazo ugari sortzen dituzte. Horrelako eredua da 7.10 irudian erakusten dena (Gerya, 2002, 2008). Bi dimentsioetako subdukzio/akrezio ereduan oso deformazio bortitza gertatzen da subdukzio-eremuaren gaineko prisman kontinente-lurrazala subdukzio-eremura iristean. Orduan biskositate baxuko sakoneko materialek extrusio bertikala pairatzen dute, presio altuko eta UHP-ko arrokak azalera hurbilduz ere. Konbergentziak aurrera egin ahala, lurraldea kolisio-fasean sartuko da eta aurreko fasean azalera hurbildutako arrokak azaleraino heldu daitezke narrasdura-mantuak baliatuz.

Kolisioa eta presioa ertaineko metamorfismoa: metamorfismo Barroviarra eta eklogita-presio altuko granulitak (E-HPG)

Metamorfismo Barroviarra (presio ertaineko metamorfismoa) aspalditik identifikatu izan da kolisio-orogenoetako metamorfismo tipikotzat. George Barrow-k (1912) mineral-elkarteen sekuentzia zehatza identifikatu zuen Eskoziaren ipar-ekialdeko arroka pelitikoetan. Pelitetan metamorfismo Barroviarra mineral-indizeen sekuentzia batek zehazten du; metamorfismo gradu baxuenean klorita garatzen da, eta metamorfismoa handitu ahala biotita, granate, estaurolita, kianita eta silimanita.

Metamorfismo Barroviarra ohiko da orogeno Fanerozoikoetan eta aurrekanbriarreko hainbat orogenoetan ere identifikatu da. Oso ondo aztertua izan da europa iparmendebaldeko orogeno kaledoniarrean (bertan definitu zen metamorfismo-mota), Ipar-Amerika ekialdeko Apalatxeetan, Alpeetan, Himalaian, orogeno Hertziniarrean,..... Gerriko Aurrekanbriarren artean mota honetako metamorfismoa Hego-Dakotako Black Hills mendietan, Ipar-Amerika mendebaldeko Rocky mendietan eta Labrador, Quebec edo Ontario inguruko lurralde deformatuetan.

Orogenoetako ezaugarri metamorfikoetan ikerketak aurrera egin ahala zehaztu ahal izan da metamorfismo Barroviarraren ohiko sekuentziak jarraipena duela presio eta tenperatura altuagoetan. Gaur egun, presio ertaineko metamorfismoaren mugak 650-1050ºC-tan eta 12-20 kbar-tan kokatzen dira (7.6 irudia), presio altuko granuliten eta tenperatura ertaineko eklogiten eremuetan.

Metamorfismo Barroviarrean eta presio altuko granulitetan eta tenperatura ertaineko eklogitetan duen jarraipenean, presioa zein tenperatura handitu egiten dira gradualki 10ºC/km eta 25ºC/km-ko gradiente geotermikoen artean (7.6 irudia). Baldintza hauek, batez ere, kontinenteen arteko kolisioen eraginez sortutako gerriko orogenikoetan gertatzen den kontinente-lurrazal lodituetan lortzen dira. Hala ere, multzo honetako granulita eta eklogita guztiak ez dira koliso-orogenoetan sortzen, oso lodiak diren (50-60 km) arku magmatikoen eremu sakonetan ere sor daitezke (Fiorland granulitak Zelanda Berrian), kasu hauetan metamorfismoa epe laburrekoa (10 Ma) eta magmatismoarekin batera ematen da (de Paoli et al., 2009).

Orogeno handietan, kontinente-lurrazala gehien loditu den inguruneetan, sortzen dira mota honetako granulitak eta eklogitak, baina horretarako lurrazalaren loditzeak luze (20 Ma edo gehiago) iraun behar du, 700ºC-tik gorako tenperaturak lortzeko 40 km-tik gorako sakoneratan. Arroka hauek, sarritan, kolisioa bukatu ondoren oso sakon aurkitzen dira eta azaleratzeko beste prosezu geologikoen beharra dute. Arroka horien exhumazioa azaltzeko bi dira onarpen handieneko ereduak:

• Kolisioarekin batera edo ondoren gertatzen den grabitazio-kolapsoa (x atala). Kasu honetan arroken azaleratzea fabrika moldakor subhorizontalekin bat dator, oro har, sinkronikoak direnak tenperatura baxuagoko gaineko arroketan garatzen diren estentsio-egiturekin.

• Zurruntasunarekin lotutako orogenoaren bandeatu bertikalaren apurketa, indar tektonikoetan edo plaken arteko mugetan aldaketaren bat gertatu eta orogenoaren barneko birrantolaketa ematen delako.

Presio baxuko metamorfismoa: granulitak eta oso tenperatua altuko (UHT) metamorfismoa orogenoetan

Presio baxuko metamorfismoa edo Buchan motakoa Eskoziako Highlands-etan definitu zen. Ezaugarri nagusia andaluzita eta kordieritaren ugaritasuna metamorfismo gradu ertaineko arroka metapelitikoetan da eta ondorengo zona metamorfikoen agerpenarengatik definitzen da: biotitaren zona, kordieritaren zona, andaluzitaren zona eta silimanitarren zona. Gerriko orogenikoetan arrunta da Buchan motako metamorfismoa eta ingurune geografiko adierazgarrienen artean ondorengoak aipa daitezke: Japonia, Espainia,

The Buchan Facies Series takes its name from a region in the Scottish Highlands. In general, the geothermal gradients that give rise to the low pressures and high temperatures of Buchan Facies Series may be attributed to (a) regional heating from intrusion of groups of plutons at shallow to moderate depths; (b) plate collisions at convergent margins; and (3) crustal thinning. Buchan metamorphism is common, and a number of Buchan belts have been described from various parts of the world, notably Spain and Japan. Other localities include Maine, New Hampshire, Colorado, Oregon, Alaska, Australia, India, and Ireland.

The low-grade assemblages are virtually identical to those of the Barrovian Facies Series described below. Similarly, Greenschist Facies rocks are mineralogically similar to their equivalents in Barrovian Facies Series. It is in the Amphibolite Facies, where andalusite and cordierite appear, that the Buchan Facies Series is distinguished from the higher-pressure Barrovian rocks. Pelitic rocks in the Granulite Facies are distinguished by the general absence of white mica, by the presence of alkali feldspar + sillimanite or orthopyroxene, and by the occurrence of the assemblage cordierite + orthopyroxene.

3.4.2. Gerriko metamorfiko bikoitzak

3.4.3. UHP metamorfismoa

3.4.4. Isograda alderanztuak

3.5. Barne eremu kristalinoetako beste zenbait ezaugarri

3.5.1 Ofiolita-sekuentzia metamorfizatuak

Gerriko ofiolitikoak orogeno askotako barne eremu kristalinoen bereizgarri dira, eta kolisioaren aurretik kontinenteen artean egondako ozeanoaren aztarna zalantzagabea. Sarritan kolisioan parte hartu duten kontinenteen arteko muga adierazteko erabiltzen dira, arazoa da bi kontinenteen artean egoteak deformazio izugarria pairatzea dakarrela eta bertako material gehienek, deformazio zein metamorfismo prozesu bortitzak jasan dituztela. Ondorioz, ofioliten pseudoestratigrafiak egitura konplexuak marratzen ditu, hala nola eskala handiko toles etzanak edo, sarritan, birtolestutako tolesak. Metamorfismo gradua altua eta deformazioa bortitza direnean pillow-labak eskisto berde edo anfibolita masibo bihurtzen dira; konplexu filoniarreko dikeak ata arroka plutonikoak anfibolita bandeatu edo masibo bihurtzen dira; eta, peridotitak serpentinizatu ondoren berriro deshidratatu egiten dira gradu altuko peridotitak emanez eta mantuko jatorrizko fabrika guztiz ezabatuz.

3.5.2. Gneis domoak

Alpeetako zenbait narrasdura-mantu kristalinoetan ikus daitekeen bezala, arroka kristalinoak sakonera handiko arroka sedimentario metamorfizatuez eta beraien kontinente-basamentu kristalino mehetuaz daude eratuta, gaur egun anfibolita edo gneis gisa agertzen direnak. Lurralde hauetan basamentuko arroka zaharrenek narrasdura-mantuen gunea eratzen dute eta arroka metasedimentarioz osatutako estalki batez daude inguratuta (3.11 ird.).

Gerriko orogenikoetako maila estruktural sakonenetako tenperaturak granitoideak sortzeko bestekoak dira. Era honetan garatutako arrokak oso moldakorrak dira eta grabitazionalki ezegonkorrak, ondorioz diapirikoki gorantz egiteko gaitasuna dute gneis-domo estali (mantled gneis dome) erraldoiak garatuz. Gneis-domo estaliak metasedimentuz inguratuta egoten dira eta gunean granitoen intrusioak izaten dituzte (3.12 ird.).

3.11 irudia. Narrasdura-mantuak orogenoetako barneko eremuetan. A. Alpeetako Penninic-eremuko (barne eremu kristalinoa) zati baten kartografia. Bertan, arroka metasedimentarioz banatuta dauden hiru narrasdura-mantu subhorizontal (Adularia, Tambo eta Suretta narrasdura-mantuak) ikusten dira. (Spicher, 1980)

Gneis-domoak eratzen dituen prozesu honen eta tolesdura-fase gainjarrien bitartez sortzen diren domo egituren arteko trantsizioa progresiboa izan daiteke. Zenbait kasutan aipatu izan da gneis-domo hauek intrusiozko ukipena izan dezaketela inguruko arroka metasedimentarioetan. Hala ere, gehienetan gneis eta metasedimentuen arteko ukipena zizaila-eremu moldakor bati dagokio, bi arroka multzoen arteko jatorrizko eralzioak ezabatuz.

3.12 irudia. Gneis-domo estalien garapena. A. Sekuentzia sedimentario bat diskordanteki metatzen da arroka metamorfiko eta plutonikoen gainean. B. Sekuentzia osoa deformatu egiten da eta gorputz granitiko berri baten intrusioa gertatzen da. C. Egituraren kartografia azaleratu ondoren.

Arroka igneoak eta elkartutako sedimentuak

Barne eremu kristalinoetako oso lurralde zabaletan geruzapen estratigrafiko jarraiturik bilatzea oso zaila izaten da eta ohikoak dira arroka intrusiboen agerpenak. Oro har, metamorfismoa altua izaten da, anfibolita eta zenbaitetan granulita faziesen baldintzak nagusi direlarik. Beraz, barne eremu kristalinoetako oso lurralde zabaletan anfibolita edo granulita bandeatu edo masiboak azaleratzen dira, jatorrizko erlazio estratigrafikoak eta intrusio-erlazioak zehaztea ia ezinezkoa delarik.

New Englandeko eta Kanada hegoaldeko Apalatxeetan mota honetako arroken eta beraien arteko erlazioen adibide onak irudikatu dira. 3.13 irudian, arroka metasedimentario, metabolkaniko eta gneis-domoen arteko erlazioak erakusten dira. Arroka metasedimentarioak eta metabolkanikoak, kontinente-arku bolkanikoetan, ozeano-arkuetan edo ozeano-gandorretan pilatutako materialak dira, ondorengo kolisioak gainjarri dituenak.

3.13 irudia: Sarritan tolestutako barne eremu kristalinoa, Apalatxe mendikatearen iparraldea (Vermont). (Thompson, 1968)

Behe kontinente-lurrazaleko eta mantuko arrokak

Plaken gainjartze eta ondorengo goratze prozesu bortitza izan duten zenbait kolisio-gerriko orogenikoetan, metamorfismo gradu oso altuko gneis kuartzofeldespatikoek peridotitak estaltzen dituztela ikus daiteke. Alpeetako Ivrea eremuan holako egitura bat deskribatu da (3.14 ird.). Elkarte hauek behe kontinente-lurrazalaren eta azpiko mantuaren ukipena adieraz dezakete; hau da Moho etenunearen agerpena erakutsiko lukete. Peridotitek zein kontinenteetako gneisek elkarte metamorfiko eta deformazio-fabrika zahar bat gorde ohi dituzte, fabrika eta elkarte metamorfiko gazteagoek ezin izan dutena guztiz ezabatu. Kontinenteen azpiko zenbait peridotitetan gabroz osatuta dauden zain ezregularrak agertzen dira, gorputz edo dike lodiagoetan pilatu egiten direnak, peridotitek fusio partziala pairatu dutenaren seinale.

3.14 irudia. Behe kontinente-lurrazalaren eta mantuaren azaleramendua Ivrean (Alpeetako barne eremu kristalinoa). Zehar-ebakian ikus daiteke nola mantua iparraldeko kontinente-ertzaren gainetik zamalkatzen den eta ondoren atzerako zamalkadura bat (backthrust) pairatzen duen aurkako norazkoan. (Zingg eta Schmid, 1979)

Eremu gneisikoak gorputz ultramafiko ugariekin

Zenbait gerriko orogenikoen barne eremu kristalinoetan badaude gneisez eta eskistoz osatutako lurraldeak, anfibolita edo granulita faziesetan aurkitzen direnak, eta bereizgarri gisa gorputz ultramafiko ez-jarraitu txiki ugari erakusten dituztenak. Gorputz hauek kilometro bat baino laburragoak izan ohi dira eta alteratu bako peridotitaz, piroxenitaz, dunitaz edo hauen baliokide serpentinizatuez osatuta daude. Apalatxe mendikatearen hegoaldean agertzen da holako lurralde bat (3.15 ird.), baina Alpeetan zein Kaledoniar mendikatean ere deskribatu dira. Oro har, gorputzak luzatuta daude eskualdeko egitura nagusiekiko paralelo, eta beraien barneko fabrika ere konkordantea da eskualdeko fabrikarekiko.

3.15 irudia. Apalatxe mendikateko hegoaldean, barne eremui kristalinoaren barne azaleratzen diren gorputz ultramafiko konkordanteak. (Misra eta Keller, 1978)

Lurralde hauen interpretazioa da gerriko orogenikoen barne konpondu gabe dagoen arazo nagusienetarikoa. Ez dago argi arroka ultramafikoak nola barneratzen diren arroka metamorfikoetan ez eta arroka metamorfikoen protolitoa zein izan daitekeen. Ikertzaileek balizko hiru aukera iradokitzen dituzte lurralde berezi hauek azaltzeko: (1) behe lurrazaleko arrokak izan daitezke, non kontinente edo uharte-arkuen azpiko mantuko zatiak nolabait lurrazalean barneratu egin diren deformazio prozesuan zehar; (2) mantuko ezpal edo ofioliten aztarnak izan daitezke, lurralde gneisikoak xurgatzen dituen deformazio eta metamorfismo bortitzak guztiz luzarazi eta disgregatu egin dituena; (3) aspaldiko rifting prozesuan zehar kontinente-ertzeko sedimentuetan intruitutako arroka igneo mafiko eta ultramafikoak izan daitezke.

3.5